La chaîne calédonienne constitue la partie nord-est du Groenland (fig. 92) . Les zircons é- tudiés proviennent de la formation sédimentaire prêcambrienne d’Eleonore Bay,Cette série subit
dans la région de l’Alpefjord, un métamorphisme progressif depuis la zone de la chlorite jusqu’à l’anatexie* Le but de ce travail est donc de tester le chronomètre U-Pb de zircons détritiques dans ces condi tions de métamorphisme,
CONTEXTE GEOLOGIQUE
Tout d’abord considérée comme uniquement calédonienne, (Haller
1977), la chaîne s’est ensuite révélée être de nature polyorogénique* Elle est constituée dans sa partie méridionale» d’un ensemble très „ , , métamorphique (central metamorphic complex) et d’une épaisse série sé-La flèche indique la rê- dimentaire (fig. 93) appelée Groupe d’Eleonore Bay, D'après les syn-gion de X'Alpefjord. thèses les plus récentes, (Higgins et Philipps 1979 - Steiger et al, 1979) trois grandes périodes orogéniques ont pu être distinguées dans le complexe métamorphique :
- une période archéenne à protérozoïque inférieur (3000 à 1700 M.A.) - une période protérozoïque moyen (1100 à 1000 M,A,)
- une période calédonienne (400 à 475 M.A,),
Dans la partie méridionale de la chaîne (Scoresby Sund), V aAtkîm constitue, un socle gnei5- àlquz ; it compitxt in^nacAustai de lrlyvQA$jO*d (fig, 93), Il comprend des gneiss à biotite - hornblende, des bancs d’amphibolites, des corps ultrabasiques et d’importantes masses granitiques. Des granités intrusifs et des dykes basiques datés à 2500 M,A, montrent l’âge archéen du socle. Plus au Nord, ces roches infracrustaies ont donné des âges plus récents (2000-1700 M,A,) qui tra duisent l’existence d’un épisode orogénique d’âge protérozoïque inférieur (fig, 93 a).
- la pmiodt pAottnozoZqut moyen serait marquée par la migmatisation de métasédiments connus dans la partie sud de la chaîne sous le nom de séquence supracrustale de Krummedal (fi* , 93b) constituée surtout de niveaux psammitiques ,pêlitiques et quartz it iques avec des développements de marbres et d’am** phibolites à la base ;la série de Krummedal fut tout d’abord considérée comme équivalente du grou pe protérozoïque terminal d’Eleonore Bay, Actuellement, à la suite d’erreurchrones Rb«Sr obtenues sur roches totales à 1100 M.A, et interprétées comme l’âge du métamorphisme principal, elle est maintenant rapportée au protérozoïque moyen (Rex et al, 1977 - Hansen et al. 1978),
Une série de migmatites et de granites chevauche à l’Ouest la séquence de Krummedal et est surmontée à l’Est par les formations d’Eleonore Bay, Les parties peu ou pas migmatisêes ressem blent beaucoup aux sédiments de Krummedal, Les zircons de granites porphyreïdes synmétamorphiques sont datés en U-Pb à 1050 M.A., âge retenu comme celui de la migmatisation (Steiger et al. 1979).
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Fig* 93 ; Les principales étapes orogéniques 4e la chaîne calédonienne du Groenland, d*apres Higgins et Phillips 1979* a-* l’archlet* et le protérozoïque supérieur, h- le protérozoïque rao^an, c*~ le calédonien*
-Za période p/toWiozaZque mplttieux conduit & la 4édmmtatLon du gaoupe d'WeonoKe Bay (G,P*EJ
(fig* 94) 0 C’est dans la région de X’AXpefjord que la partie inférieure de cette série est la plus développée (+ de SQQQ mètres) avec des quartzites et des shales d’origine deltaïque (Caby 1976). La partie supérieure de ce groupe affleure surtout plus au Mord (72 à 74°N) où elle forme un ensemble de quartzites, grès calcareux, calcaires et dolomites sur une épaisseur de 4000 mè tres (Caby 1972) ♦ La présence de stromatolites dans les niveaux supérieurs ont permis de leur at tribuer un âge vendien (Bertrand et Caby 1974)* De plus, le G*E*B* passe en concordance au paléo zoïque inférieur, ce qui constitue un argument en faveur de leur âge protérozoïque supérieur*
Le contact entre le G*E,B« faiblement métamorphique et les séries métamorphiques type £rum~ medal est masque par des intrusions granitiques* Pour certains auteurs, il s’agit d’un passade continu avec augmentation de l’intensité du métamorphisme (Caby 1976 ; Caby et al* 1981) ; pour d’autres, (Hansen et al* 1978), il s’agit d’un contact tectonique, calédonien ou plus ancien, avec les séries de l’orogenèse & 1100 M*A*
Le métamoapkume calédonien create Vememble d&i> fioximation* de la chaîne comme le reflète
la majorité des âges obtenus sur minéraux(fig.93*c) * Daté par la mise en place de granites entre
475 et 400 M.A* (Steiger et al* 1979), il se traduit aussi par une période de migmatisation dans la partie orientale du Goasefjord, du Stauning Alper et du Renland,
Outcrop1* of the Eleonore Bay Group, TiUUe Group and Cambro-Ordovician sedi ments in the southern part of the fold belt, and location of the foreland tilUtes.
et Philipps (1979).
Dans les sédiments du G.E.B,, le métamorphisme y est le plus souvent épi tonal, ce n’est que dans la région de l’Alpef- jord qu’il augmente progressivement vers le bas de la série jus qu’à l’anatexie (Caby 1976, 1979). Dans un niveau structural inférieur, il passe à des faciès à disthène analogues aux forma tions de Krurranedal (Higgins 1976), C’est dans cette zone de transition entre l’épi zone et la mésozone profonde qu’a été réa lisée l’étude U-Ph des zircons détritiques.
ETUDE U-Pb SUE ZIRCONS
Les zircons proviennent donc de la série inférieure du G.E.B. ; ils sont concentrés dans des paléoplacers associés à des niveaux quartzitiques ♦ Ils y constituent des repères stra- tigraphiques que l’on peut suivre au travers, des divers niveaux du nétamorphisroe depuis la zone de la chlorite, celle de la s il* limanite jusqu’à l’anatexie. Les échantillons ont été collectés par R, Caby lors d’une mission effectuée en 1975, . .
ÂIPEFJORD SERIES
Fig. 95 s le métamorphisme prograde des sédiments du groupe d’Eleomor Bay dans la région de 1’
Alpefjord (d’après Caby non publié),
Les zircons dans l’ipizone : zone de la chlorite
Les zircons ont été extraits d’une quartzite très peu recristallisêe où ils constituent des niveaux en ruban, les conditions P.T. sont celles de l’êpizone (chlorite, albite, calcite).
Les zircons sont de couleur rouge hyacinthe et sont très arrondis, Aucune face cristalline n’est conservée ; le degré d’usure a été très important. C'est une population très homogène par la couleur ; si certains cristaux conservent un allongement marqué, dans la majorité ils sont ovales à ronds. On y reconnaît fréquemment un'zonage magmatique ; ils ne contiennent jamais de coeurs (anciens) et ne sont jamais entourés de surcroissances métamorphiques.
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Quatre fractions granulomê triques ont été analysées(fig. 96). Elles définissent dans le
diagramme U-Pb une diséordia entre 2498 t 75 M.A. et 1162 t 36 M.A. avec un MSWD de 0,5» Le de gré de discordance atteint 70 â 85 1 ; les relations taille- degré de discordance sont normales et les relations teneurs en U et taille sont inverses sur les deux fractions les plus grosses. La position des points U-Pb dans le diagramme concordia exclut un modèle de diffusion continue du Pbx ; 1*absence'de surcroissance et de coeurs anciens exclut un modèle de mélange.Il s’agit donc probablement d’une perte épisodique de Pb* survenue sur des zircons détritiques d’âge moyen
2500 M.A. lors d’un événement géologique qui s*est déroulé vers 1100 M,A.
Le métamorphisme calédonien n’ est pas enregistré. Ceci pouvait être dû à une intensité trop faible de ce métamorphisme. Un échantillon semblable collecté au niveau de la zone de la silli- manite a donc été analysé.
Fig.'96 s Diagramme concordia, zircons
détritiques soumis au métamorphisme calédoniens zone de la chlorite.
Fig, 97 s Diagramme concordia, zircons détri tiques soumis au métamorphisme calédonien ? zone de la sillimaaite.
Zircons dans la mêsozone
t
isograde de la s illim a n it eLes zircons sont extraits d’ un banc (paléoplacer) contenu dans une quartzite feldspathique ;
ils ont été collectés sous la zone des granites. La sillimanite se présente sous forme de fibres
mais aussi de prismes centimétriques et dvee du feldspath potassique dans les paragneiss anatee- tiques encaissants, Les conditions P et T peuvent être grossièrement estimées â 6S0°C pour envi ron â s kb.
Très semblables aux zircons précédents par leurs formes.,ces zircons n’en ont cependant pas la couleur rouge mais sont brun jaune ; cette atténuation de la coloration est probablement
due à lfaugmentation des conditions de métamorphisme comme l’ont décrit Gastil et al.(1967), Ce sont des zircons très arrondis, sans coeurs anciens ni surcroissance métamorphique avec parfois
un zonage magmatique, C’est une population homogène par sa couleur et son important degré d’usure. Six fractions granulomêtriques ont été analysées (fig . 97) ; elles définissent dans le dia gramme U-Pb, une discordia entre 2480 t 130 M.A. et 1060 * 37 M.A. avec un MSWD de 0,26. le de gré de discordance est compris entre 83 et 88 I ; les relations ta ille - teneur en uranium
-de la mésozone. L’âge obtenu, sensiblement inférieur à celui -des zircons -de la zone à chlorite est peut être légèrement modifié.
Les zircons dans le domaine de l’anatexie
Les quartzites sont conservées en xënolites dans des diatexites (migmatites hétérogènes) .Les conditions du métamorphisme sont proches des précédentes avec peut être me élévation de la tem pérature jusqu’à 700°C et(ou) une chute de la pression (- 4 Kb ?),
Les zircons présentent toujours un aspect globuleux et rond, avec individualisation de ■faces cristallines * L’étude microscopique montre des recristallisations â la surface des zircons arrondis. Les surcroissances ne sont pas toujours reconnaissables mais la présence de faces cristallines atteste de la recristallisation probable de ces minéraux; m tel refacettage a été décrit dans des ro ches métamorphiques à*sillimanite par Eckelmann et Poldervaart 1956 et Gastil et al. 1967, La couleur des zircons varie de brui rouge à jaune clair.
Quatre fractions granulométriques ont été analysées (£ig. 98), Leurs points U-Pb définissent dans le diagramme concordia une discordia entre 173$ t 175 M.A.et 400 * 2-00 MfA. avec un MSWD de 5, Le degré de discor dance est couvris entre 53 et 58 I ; les .relations taille - teneur en uranium et degré de dis cordance sont normales ; c’est-à-dire que les zircons les plus petits sont les plus riches en U et les plus discordants. Un mécanisme de perte continue du Pb* peut expliquer les résultats ob tenus, l’âge de 400 M.A, serait alors sans signification, mais un modèle de mélange entre des zircons anciens et des surcroissances à 400 M.A. paraît le plus probable. L’âge de 400 M.A. est mal défini du fait du degré de discordance moyen des zircons, de leur alignement médiocre et du faible étalement des rapports U/Pb.
INTERPRETATION DES RESULTATS U-Pb,APPORT DES AGES K-Ar ET Rb-Sr SUR MICAS A la suite de ces résultats, la situation est la suivante ;
- le métamorphisme calédonien, jusqu’aux conditions de l’apparition de la sillimanite, n’est pas enregistré par le système U-Pb des zircons détritiques ;
- ce n’est que dans les conditions de l’anatexie, où des recristallisations de zircons se déve loppent, que 1 ’événement calédonien s’individualise.
Une première question se pose immédiatement :te mëtamoxphi&m px.ogn.euib de lu chlonJjtt à
ta titiim an ite u & i l xéeZlm ent d’%e calédonien ou s’est-il plutôt déroulé vers 1100 M.A. com
me cela a été proposé dans les Scoresby Sund ?
Au niveau régional, le métamorphisme calédonien existe ; il s’accompagne, nous l’avons vu, de la mise en place de plutons granitiques entre 475 et 400 M*A,, ces derniers étant contemporains
Fig, 98 ;Diagramme concordia, zircons détri tiques dans l’anatexie.
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de la migmatisation, D’autre part, le paléozoïque inférieur est aussi déformé que le G JE .B. sous jacent et affecté par le même métamorphisme anchizonal à ëpizonal (Bonhomme et Caby, sous presse)
Au niveau de la série métamorphique de l’Alpefjord, le ptim iex mgument en fiaveuA de Vàge calédonien du. métamoAphlàme est l* in te rc e p t beu ve/u 400 M.À» obtenu sur les zircons détritiques dans les conditions de l’anatexie, Les migmatites qui contiennent ces zircons sont associées aux granites d’aimtexie et l’âge de 400 M,A« doit correspondre à cet événement «
Les âges K-Ar et Rb-5r sur micas :
Le second emgment ut donné pan. lu agu obtemu é m lu mlceu en et qœ nous allons exposer maintenant :
1 Age CH.A.) Muscovite 1729 10,05 1030 t 22 Muscovite 1731 8,45 923 t 20 Moscovite 1728 7,65 892 t 19 Muscovite 1730 3,88 770 * 18 "^Biotite 1728 —* — 1 — —*** — **—* —* 420 t 10 Biotite 1732 410 t 9 ~ R ,t T 1728** ~~ — —— —* — — * *“"■ 426 t 10 R.t. 1729 447 t U R .t. 1730 425 t 12 R .t, 1731 437 t 11 “ILscovitT*20 1836** ~~ 4,59 4Î0 * 9 (süUmanite)
Fig, 99. I Ages KrÀr sur micas dans les
zoom
de la chlorite, b loti teet sillimanite du métamorphisme ca~ lédonien (analyses Clauer et Tis ser an t) * Relations avec les teneurs en K^O,
Quatre muscovites détritiques provenant de niveaux gréseux des zones faiblement métamorphi ques du GJE.B. dans les Alpe£jord,ent été séparées puis analyséespar la méthode K>Ar (travail effectué au laboratoire de Strasbourg)« Deux, de ces muscovites ont été extraites d’échantillons situés dans la zone à chlorite (1729-31) alors que les deux autres .proviennent de roches conte nant déjà de la biotite (1728-30), Les âges apparents de ces moscovites s’échelonnent entre 1030 t 22 M,A. et 770 t 18 M.A*. Les biotites associées et un mica blanc extrait d’un échantil lon situé dans la zone à sillimanite (20-18-36) enregistrent des âges K>Ar de l’ordre de 41S M,A,
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Ce mica blanc fournit également un âge Rb-Sr de 410 M,A, avec un rapport Sr/Sr initial es timé à 0,730,
Bans le détail, les deux muscovites détritiques de la zone à chlorite donnent les âges ap parents K-Ar les plus élevés et ce sont elles qui contiennent le plus de K^O, Les deux autres associées â de la biotite calédonienne ont des âges inférieurs intermédiaires avec des teneurs en également plus faibles. Enfin, le mica blanc d’âge calédonien possède une teneur en £>,0 anormalement faible pour une muscovite, Il sa pourrait alors, sans que cela ait pu être vé rifié faute d’échantillons suffisamment volumineux pour extraire des quantités plus importantes de micas, que le mica calédonien ne soit pas me véritable muscovite. Les micas blancs de'la zone â biotite (et dans l’un des deux échantillons de la zone â chlorite) pourrait être mélangés en proportions variables â de la muscovite détritique d’âge égal ou même supérieur â 1030 t 22M.A. Ceci expliquerait la relation positive entre teneur en Kÿ) et âge de ces minéraux. L’âge à
à 1030 t 22 H.A., proche des valeurs obtenus pour les zircons détritiques pourrait effectivement correspondre à la fermeture du système K-Ar lors de leur refroidissement, d’autant plus que l’al tération ne semble pas avoir grand effet sur ces minéraux (Clauer, 1976).
Les déterminations K-Ar sur les roches totales faiblement mêtamorphisêes de la zone à chlo rite et à biotite se situent entre 425 t 11 M.A. et 447 * 11 M.A, * Ces valeurs légèrement plus élevées que les âges réels des minéraux calédoniens à environ 415 M.A.,attestent néanmoins de 1’ influence calédonienne sur la plupart de leurs constituants. En effet, à part les moscovites dé tritiques qui n’y représentent qu’un très faible pourcentage (moins de 1 I), un calcul de bilan montre qu’à peu près tous les autres composants ont enregistré l’événement calédonien.
Ces résultats sont très importants pour la suite de notre interprétation car ils suggèrent: ~ que les formations du G.E.B. résultent de l’érosion de roches contenant des micas détri tiques formés ou rajeunis durant un événement daté à environ 1050 M.A.
- ces roches sêdimentaires enregistrent le métamorphisme calédonien depuis les zones fai blement métamorphiques (au niveau des minéraux argileux, Bonhomme et Caby sous presse) ; la mos covite n’est totalement ’’rajeunie” qu’au niveau de la zone de la sillimanite alors que la biotite donne toujours des âges paléozoïques. Il y a donc une corrélation entre le rajeunissement de la muscovite et l’accroissement des conditions du métamorphisme.
- en corollaire, si la migmatisation s’était déroulée à 1100 M.A., la muscovite des zones les plus métamorphiques, devrait donner des âges anciens équivalents. En effet, le métamorphisme calédonien étant alors partout très faible ne pourrait conduire au rajeunissement‘total de la muscovite.
Touà au nÂâutXaAU mggMmt qua la métœmo&phûme. pwgmda obémuî dan& tu ^omaZloM du G.E.B. euml qm Vamltxlt qui Vatoompagm éorvt blm d’%e aMMonlm.
Interprétation des résultats U-Pb
Le fait de ne pas enregistrer d’âge calédonien dans les zircons détritiques du G.E.B. de puis la zone de stabilité de la chlorite jusqu’à celle de la sillimanite peut s’expliquer par un modèle de perte molti^épisodique de Pb* du type de ceux proposés par Wetherill (1963) et Allègre et al. (1974). Dans ce cas, un premier événement survenu avant 1100 M.A. peut provoquer une pre mière perte de Pb*, une seconde perte te déroule par exemple au calédonien « Ces deux épisodes conservent un alignement des points U-Pb et les âges à 1100 M.A. résultent alors de la combinai son de ces- deux épisodes : ils sont sans signification.
Si l'on admet que les âges protérozoïque moyen correspondent effectivement à un événement métamorphique comme cela est suggéré par plusieurs évidences dans la zone métamorphique au niveau de Scoreby Sund, on peut proposer un autre modèle, argumenté par l’existence de moscovites détri tiques ayant un âge proche de 1100 M.A.
* un événement métamorphique se déroule quelque part avant la sédimentation du groupe d’ Eleonore Bay vers 1100 M.A.. Pendant cet événement, des zircons archêens subissent une perte épi sodique et définissent virtuellement des discordia entre 2500 et 1100 M.A. C’est aussi à cette époque que cristallise et(ou) se refroidit une génération de muscovite.
- cette chaîne protérozoïque moyen est détruite par érosion* Les sédiments qui en résul tent constituent la source de la série protérozoïque supérieure du G.E.B.
* le métamorphisme calédonien affecte la série sédimentaire et les zircons à 2500-1100 M. A. restent en système sub-clos ou ne perdent que peut de Pb* dans la zone de la sillimanite.
Cette faible perte de plomb (environ 10 $) se traduit à ce niveau de métamorphisme par un âge intercept bas significativement inférieur à celui obtenu avec les zircons de la zone de la chlorite.
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Ce typo, d’occultœtion d’un événement Azcondcusiz est très frequent quand un métamorphisme survient peu de temps après la cristallisation des zircons. Ce phénomène est en général attribué à la solidité du réseau cristallin encore peu endommagé par la radioactivité. Les exemples en sont nombreuxj aussi bien dans la littérature que dans ce travail : nous avons vu qu?en Bretagne méridionale, l'âge des zircons des granites ordoviciens n’était pas modifié lors de la migmati- sation dévonienne et du métamorphisme hercynien ; de même des zircons détritiques ont enregistré le premier métamorphisme vers 400-420 M.A. mais sont restés réfractaires au métamorphisme hercy- nien malgré des températures atteignant au minimum 5S0°C. Ce phénomène est donc bien connu sur des intervalles de 100 à 200 M.A.. Si notre interprétation est exacte, tzà KUuJ&atb obtzmu au
GnoznZand montAznt ta grande xi^tàtancz à une. pz/vtz dz ?b* deA ziazom pzndant un àzaond zpi&odz mêXamoApfüquz éuAvznu 600 M.A, apals t z pkmieA*
F i g f 100 î Diagramme ccmcordia.
Les zircons de la zone de la chlori^ te enregistrent principalement une perte épisodique au protérozoïque
m o y e n .
Les zircons de la zone de la silli*- manite ont subi une perte de Pb
sensible (10 %) qui diminue l'age
protérozoïque moyen, mais occultent toujours le calédonien.
Les zircons de la zone anatectique qui recristallisent, enregistrent
l ’age calédonien ; ceci étant du
en particulier au mélange des deux populations *
Cette inertie peut être due à 1 *absence de déformations pênêtratives (Caby 1976) dans les couches quartzitiques où des structures sêdimentaires de type mudcracks et stratifications entre croisées sont préservées Jusqu’à la zone de la sillimanite : l’absence de circulations fluides liées aux déformations ne permettant paas d’importantes pertes de Pb. Ce n’est probablement pas la bonne explication, car si l’on examine les résultats obtenus sur les zircons dans les condi tions de l’anatexie, l’âge de 400 M.A. n’est sans doute pas dû â un phénomène de perte épisodi que mais plutôt à un mélange de surcroissances métamorphiques cristallisées â 400 M.A* sur des noyaux de zircons anciens du type de ceux analyses dans les "quartzites à sillimanite”. Ce mé lange provoque alors le déplacement des zircons vers le point 400 M.A. (fig. 100) avec un effet de convergence qui conserve un alignement, mais qui est ici de moins bonne qualité que lors de la perte épisodique à 1100 M.A. puisque le M5WD passe de 0,26 à S.
En résumé, on se trouve en présence d’un modèle complexe qui résulte de la superposition d’une perte épisodique vers 1100 M..A, sur des zircons à 2S00 M.A*, avec le mélange de surcrois sances calédoniennes. Au faible étalement des points sur la discordia initiale (entre 2500 M.A. et 1100 M.A.) doit s’ajouter un ’’effet de convergence” qui a pour effet de conserver un aligne ment des points "dans le diagramme U~Pb. Dans ce modèle, l’âge à 1735 M.A. obtenu en intercept haut n’a pas de signification géologique.
Des paragneiss à disthène existent à un niveau structural inférieur à celui des migmatites; ils représentent pour R. Caby, l’équivalent du G.E.B. mis â un niveau de métamorphisme de plus haute pression (- 6 kb, T < 650°C). La ressemblance de cette série avec les formations protéro zoïque moyen de Ihunmedal peut pourtant faire douter de cette attribution*
Dans les formations de Kruranedal* des erreurchrones autour de 1100 M.Â. ont été obtenues par Rex et al* (1977) et Hansen et al* (1978) ; notas avons donc tenté par la même démarche de